Modul Oseanografi

MODUL

1. PENDAHULUAN

1.1. PENGERTIAN OSEANOGRAFI DAN OSEANOLOGI

Kata ―Oseanografi‖ di dalam Bahasa Indonesia adalah terjemahan dari kata Bahasa Inggris ―Oceanography‖, yang merupakan kata majemuk yang berasal dari kata ―ocean‖ dan ―graphy‖ dari Bahasa Yunani atau ―graphein‖ dari Bahasa Latin yang berarti ―menulis‖. Jadi, menurut arti katanya, Oseanografi berarti menulis tentang laut.

Selain ―Oseanografi‖ kita juga sering mendengar kata ―Oseanologi‖. Kata ―Oseanologi‖ di dalam Bahasa Indonesia adalah terjemahan dari kata Bahasa Inggris ―Oceanology‖, yang juga merupakan kata majemuk yang berasal dari kata ―ocean‖ dan ―logia‖ dari Bahasa Yunani atau ―legein‖ dari Bahasa Latin yang berarti ―berbicara‖. Dengan demikian, menurut arti katanya, Oseanologi berarti berbicara tentang laut.

Menurut Ingmanson dan Wallace (1973), akhiran ―-grafi‖ mengandung arti suatu proses menggambarkan, mendeskripsikan, atau melaporkan seperti tersirat dalam kata ―Biografi‖ dan ―Geografi‖. Akhiran ―-ologi‖ mengandung arti sebagai suatu ilmu (science) atau cabang pengetahuan (knowlegde). Dengan demikian ―Oseanologi‖ berarti ilmu atau studi tentang laut, sedang ―Oseanografi‖ berati deskripsi tentang laut. Meskipun demikian, kedua kata itu sering dipakai dengan arti yang sama, yaitu berarti sebagai eksplorasi atau study

ilmiah tentang laut dan berbagai fenomenanya. Negara-negara Eropa Timur, China dan

Rusia cenderung memakai kata Oseanologi, sedang negara-negara Eropa Barat dan Amerika cenderung memakai kata Oseanografi.

Istilah ―Hidrografi‖ yang berasal dari kata Bahasa Inggris ―Hydrography‖ kadang-kadang digunakan secara keliru sebagai sinonim dari Oseanografi. Hidrografi terutama berkaitan dengan penggambaran garis pantai, topografi dasar laut, arus, dan pasang surut untuk penggunaan praktis dalam navigasi laut (Ingmanson dan Wallace, 1985). Oseanografi meliputi bidang ilmu yang lebih luas yang menggunakan prinsip-prinsip fisika, kimia, biologi, dan geologi dalam mempelajari laut secara keseluruhan.

1.2. DISIPLIN ILMU TERKAIT

Secara sederhana, oseanografi dapat disebutkan sebagai aplikasi semua ilmu (science) terhadap fenomena laut (Ross, 1977). Definisi tersebut menunjukkan bahwa oseanografi bukanlah suatu ilmu tunggal, melainkan kombinasi berbagai ilmu.

Untuk mempermudah mempelajari laut, para ahli oseanografi secara umum membagi oseanografi menjadi lima kelompok, yaitu:

1) Oseanografi kimia (chemical oceanography): mempelajari semua reaksi kimia yang terjadi dan distribusi unsur-unsur kimia di samudera dan di dasar laut.

2) Oseanografi biologi (biological oceanography): mempelajari tipe-tipe kehidupan di laut, distribusinya, saling keterkaitannya, dan aspek lingkungan dari kehidupan di laut itu.

3) Oseanografi fisika (physical oceanography): mempelajari berbagai aspek fisika air laut seperti gerakan air laut, distribusi temperatur air laut, transmisi cahaya, suara, dan berbagai tipe energi dalam air laut, dan interaksi udara (atmosfer) dan laut (hidrosfer).

laut, asal usul cekungan laut, sifat batuan dan mineral yang dijumpai di dasar laut, dan berbagai proses geologi di laut. Kata lain untuk menyebutkan oseanografi geologi adalah geologi laut (marine geology).

5) Oseanografi meteorologi (meteorological oceanography): mempelajari fenomena atmosfer di atas samudera, pengaruhnya terhadap perairan dangkal dan dalam, dan pengaruh permukaan samudea terhadap proses-proses atmosfer

Pengelompokan oseanografi menjadi lima kelompok seperti di atas menunjukkan bahwa oseanografi adalah ilmu antar-disiplin. Sebagai contoh, proses atau kondisi geologi suatu kawasan laut dapat mempengaruhi karakteristik fisika, kimia dan biologi laut tersebut.

1.3. MENGAPA MEMPELAJARI OSEANOGRAFI?

Orang mempelajari oseanografi antara lain karena alasan-alasan berikut ini:

1). Memenuhi rasa ingin tahu. Di masa lalu, ketika otoritas ilmu pengetahuan masih terbatas pada kalangan tertentu, hal ini terutama dilakukan oleh para filosof. Sekarang, di masa moderen, ketika semua orang memiliki kebebasan berpikir dan berbuat yang lebih luas, mempelajari laut hanya untuk memenuhi rasa ingin tahu dapat dilakukan oleh siapa pun.

2). Kemajuan ilmu pengetahuan. Mempelajari oseanografi untuk kemajuan ilmu pengetahuan banyak dilakukan di masa sekarang. Berbeda dari mempelajari untuk memenuhi rasa ingin tahu di masa lalu, mempelajari untuk kemajuan ilmu pengetahuan dilakukan secara sistimatis dan ilmiah berdasarkan hasil-hasil penelitian atau pengetahuan yang telah ada sebelumnya. Kemudian, hasil-hasil dari kegiatan ini dipublikasikan secara luas di dalam jurnal-jurnal atau majalah-majalah ilmiah. 3). Memanfaatkan sumberdaya hayati laut: seperti memanfaatkan ikan-ikan dan

berbagai jenis biota laut sebagai sumber bahan pangan, dan bahan obat-obatan. Mempelajari oseanografi untuk tujuan ini secara umum dilakukan berkaitan dengan upaya untuk mengetahui keberadaan sumberdaya, potensinya, cara mengambil dan, dan upaya-upaya melestarikannya.

4). Memanfaatkan sumberdaya non-hayati laut: seperti mengambil bahan tambang (bahan galian dan mineral), minyak dan gas bumi, energi panas, arus laut, gelombang dan pasang surut. Berkaitan dengan tujuan ini, studi oseanografi dilakukan untuk mengetahui kehadiran, potensi, dan karakter sumberdaya.

5). Memanfaatkan laut untuk sarana komunikasi: seperti membangun sistem komunikasi kabel laut. Studi dilakukan untuk menentukan bagaimana teknik atau cara atau lokasi untuk meletakkan alat komunikasi itu di laut.

6). Memanfaatkan laut untuk sarana perdagangan: misal untuk pelayaran kapal-kapal dagang. Studi oseanografi perlu dilakukan untuk menentukan dan merawat alur-alur pelayaran, serta tempat-tempat berlabuh atau pelabuhan.

7). Untuk pertahanan negara menentukan batas-batas negara. Studi oseanografi untuk pertahanan negara terutama berkaitan dengan keperluan pertahanan laut, seperti untuk menentukan alur-alur pelayaran baik untuk kapal di permukaan laut maupun kapal selam, tempat-tempat pendaratan atau berlabuh yang aman, kehadiran saluran suara. Sementara itu, untuk keperluan menentukan batas-batas negara di laut

perlu dilakukan studi oseanografi berkaitan dengan penentuan batas landas kontinen yang dipakai sebagai dasar untuk menentukan batas-batas negara di laut.

8). Menjaga lingkungan laut dari kerusakan dan pencemaran lingkungan karena aktifitas manusia. Berkaitan dengan tujuan ini, oseanografi dipelajari untuk mengetahui bagaimana respon lingkungan laut terhadap berbagai bentuk aktifitas manusia.

9). Mitigasi bencana alam dari laut, seperti erosi pantai oleh gelombang laut, banjir dan bencana karena gelombang tsunami. Bencana alam dari laut berkaitan erat dengan proses-proses yang terjadi di laut. Dengan demikian, untuk dapat menghindari atau mengurangi kerugian karena bencana tersebut, kita perlu memahami karakter proses-proses tersebut dan hasil-hasilnya.

10). Untuk rekreasi. Sekarang, kegiatan rekreasi banyak dilakukan di laut atau daerah pesisir, seperti menikmati pemandangan laut, berenang di laut, berjemur di pantai, menyelam, berselancar, berlayar. Untuk dapat menentukan lokasi yang sesuai untuk berbagai kegiatan rekreasional tersebut perlu dilakukan studi oseanografi. Sebagai contoh, untuk kegiatan wisata selam untuk menikmati keindahan terumbu karang, perlu dilakukan penelitian mengenai terumbu karang itu sendiri sehingga dapat diketahui lokasi keberadaan tempat-tempat yang menarik. Selain itu, untuk keamanan selama menyelam perlu dipelajari kondisi arus dan hewan-hewan yang berbahaya di lokasi wisata menyelam tersebut.

Indonesia adalah suatu negara kepulauan. Diakuinya konsep wawasan nusantara dan negara kepulauan oleh dunia internasional membuat Indonesia menjadi suatu negara kepulauan terbesar di dunia. Dengan wilayah negara yang sangat luas dan sebagian besar berupa laut, dan memiliki daratan berpulau-pulau, maka bagi Indonesia mempelajari oseanografi menjadi sangat penting. Banyak sumberdaya alam Indonesia yang berada di laut, baik sumberdaya hayati maupun sumberdaya non-hayati. Sumberdaya laut yang sangat banyak itu hanya akan dapat dimanfaatkan dengan berkesinambungan bila kita mempelajarinya.

Selain sebagai sumberdaya, laut juga menjadi sumber bencana, terutama bagi penguni daerah pesisir dan pulau-pulau kecil. Bagi Indonesia yang memiliki wilayah laut yang sangat luas dan pulau-pulau yang sangat banyak, tentu akan besar pula potensi bencana dari laut. Oleh karena itu, dalam rangka upaya melakukan mitigasi bencana alam dari laut, maka mempelajari oseanografi juga merupakan suatu keharusan bagi bangsa Indonesia.

DAFTAR PUSTAKA

Ingmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1973. Oceanography: An Introduction, Wadsworth Publishing Company, Inc., Belmont, California, 325 p.

Ingmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1985. Oceanography: An Introduction, 3rd Edition, Wadsworth Publishing Company, Belmont, California, 530 p.

Ross, D.A., 1977. Introduction to Oceanography, Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey, 438 p.

2. SAMUDERA

2.1. BEBERAPA DEFINISI

Apabila diamati dari ketinggian melalui satelit atau pesawat ruang angkasa, secara garis besar, permukaan Bumi terdiri dari 2 macam, yaitu yang berupa massa padat yang disebut sebagai Benua (continent, lithosphere) dan massa cair yang disebut Samudera (ocean, biosphere). Benua menyusun kira-kira sepertiga permukaan Bumi.

Benua (continent) dapat didefinisikan sebagai massa daratan yang sangat besar yang muncul dari permukan samudera, termasuk bagian tepinya yang digenangi air dengan kedalaman air yang dangkal (kurang dari 200 meter). Berkaitan dengan massa air itu, ada juga beberapa kata yang sering dipergunakan untuk menyebutkan hal-hal yang berkaitan dengannya, seperti cekungan samudera, laut, teluk atau estuari. Berikut ini adalah pengertian dari masing-masing kata tersebut.

Samudera (ocean) dapat didefinisikan sebagai tubuh air asin yang sangat besar dan menerus yang dibatasi oleh benua.

Cekungan samudera (ocean basin) adalah cekungan yang sangat besar dan dalam yang dipenuhi oleh air asin dan satu atau lebih sisinya dibatasi oleh benua.

Laut (sea). Dalam penggunaan umum, kata laut (sea) dan samudera (ocean) sering dipakai bergantian sebagai sinonim. Di dalam oseanografi atau oseanologi, kedua kata itu memiliki perbedaan. Kata ―laut‖ umumnya dipakai untuk menyebutkan kawasan perairan dangkal di tepi benua, seperti Laut Utara, Laut Cina Selatan dan Laut Arafura; massa air yang terkurung dan memiliki hubungan yang terbatas dengan samudera, seperti Laut Tengah, dan Laut Baltik; atau kawasan laut yang memiliki sifat fisik dan kimia tertentu, seperti Laut Merah, Laut Hitam, Laut Karibia, dan Laut Banda. Di samping itu, kata ―laut‖, kadang-kadang dipakai untuk menyebutkan nama danau seperti Laut Kaspi.

Teluk (bay, gulf) adalah tubuh air yang relatif kecil yang tiga sisinya dibatasi oleh daratan. Teluk sering juga disebut sebagai Laut Setengah-tertutup (Semi-enclosed Sea).

Estuari (estuary) adalah kawasan perairan muara sungai yang dipengaruhi oleh pasang surut dengan massa air yang memiliki salinitas lebih rendah daripada air laut dan lebih tinggi daripada air tawar.

2.2. ASAL USUL SAMUDERA DAN CEKUNGAN SAMUDERA

Sampai sekarang, asal usul air laut tidak diketahui dengan pasti. Salah satu hipotesa yang banyak diterima adalah bahwa air laut berasal dari aktifitas volkanisme. Hipotesa tersebut dibuat berdasarkan fakta saat ini yang menunjukkan bahwa aktifitas volkanisme mengeluarkan banyak uap air, disamping gas nitrogen dan karbon dioksida.

Pertanyaan selanjutnya yang perlu mendapat jawaban adalah tentang asal usul cekungan samudera. Tentang bagaimana cekungan samudera dapat terbentuk?. Berbagai hipotesa dan teori telah muncul dalam upaya mencari jawaban atas pertanyaan itu. Saat ini, teori yang diterima oleh banyak ahli adalah Teori Tektonik Lempeng (Plate Tectonic Theory). Teori ini adalah teori yang didukung oleh sangat banyak data dan fakta.

2.2.1. Bebarapa Fakta Tentang Bumi dan Laut

mendapat perhatian di awal pembicaraan sebelum melangkah lebih jauh sampai kepada teori pembentukannya. Fakta-fakta tersebut adalah:

1). Bumi berumur kira-kira 4,6 miliar tahun yang lalu, sedang bukti-bukti pertama tentang adanya laut muncul dari sekitar 3,8 – 3 miliar tahun yang lalu.

2). Bukti-bukti tertua tentang adanya samudera ditemukan di benua, bukan di samudera. 3). Batuan yang tertua di laut hanya berumur 70 juta tahun.

Serangkaian fakta tersebut memunculkan pertanyaan berikut: ―Bagaimana mungkin cekungan samudera yang lebih muda dapat menampung samudera yang lebih tua?‖.

2.2.2. Teori Tektonik Lempeng

Menurut teori ini, seluruh kerak Bumi dipandang tersusun oleh beberapa lempengan besar yang bergerak seperti balok yang kaku di atas permukaan Bumi. Batas-batas lempeng adalah kawasan memiliki aktifitas seikmik tinggi, yang terjadi karena pembentukan material kerak baru di sepanjang pematang tengah samudera, maupun karena material kerak yang tua ter-subduksikan di daerah palung. Dengan demikian, batas lempeng ditentukan oleh aktifitas seismik (Gambar 1).

Kontak antar lempeng dapat berupa (Gambar 2):

1). Kontak divergen, yang disebut juga dengan spreading center (pusat pemekaran). Pada kontak ini, lithophere yang baru terus menerus terbentuk karena dua lempeng saling menjauh. Pembentukan cekungan laut terjadi pada kontak lempeng jenis ini, seperti Samudera Atlantik.

2). Kontak konvergen, yang terjadi bila dua lempeng bergerak saling mendekat satu sama lain. Pada kontak konvergen, salah satu lempeng menyusup ke bagian bawah yang lain, yang dalam kasus ini kita sebut subduction zone (zona penunjaman atau zona subduksi). Pada kontak ini dapat pula terjadi dua lempeng saling benturan, yang disebut sebagai collision zone (zono kolisi). Zona subduksi adalah zona tempat lempeng samudera dikonsumsi, seperti Palung Jawa di sebelah selatan Pulau Jawa; sedang zona kolisi adalah zona tempat terbentuknya kawasan pegunungan, seperti Pegunungan Himlaya.

3). Kontak transform fault, terjadi bila dua lempeng berpapasan satu sama lain dengan tepi-tepi lempeng yang saling menggerus. Gempa bumi sering terjadi di kontak lempeng jenis ini. Contohnya adalah kawasan Sesar San Andreas.

Menurut teori ini, laut baru dapat terbentuk karena pecahnya continental crust (Gambar 3). Selanjutnya, cekungan samudera tidak tetap posisi maupun ukurannya, dan samudera dapat mengalami pembukaan dan bertambah luas, seperti Samudera Atlantik; dan dapat pula mengalami penutupan dan bertambah sempit, seperti Samudera Pasifik. Selain itu, teori ini juga menerangkan tentang pembentukan deretan gunungapi (Gambar 4) dan kawasan pegunungan (Gambar 5).

Gambar 2. Macam-macam kontak antar lempeng. (A) kontak divergen, (B) kontak konvergen dengan satu lempeng mengalami subduksi, (C) kontak konvergen dengan lempeng mengalami kolisi, (D) kontak lempeng berbentuk transform fault. Dikutip dari Skinner dan Porter (2000).

Gambar 3. Mekanisme pembentukan laut baru melalui pecahnya continental crust. Dikutip dari Skinner dan Porter (2000).

Gambar 4. Pembentukan gunungapi menurut teori plate tectonic. Dikutip dari Skinner dan Porter (2000).

2.2.3. Sejarah Pembentukan Samudera

Membicarakan tentang asal-usul samudera atau laut tidak dapat dilepaskan dari membicarakan tentang asal-usul bumi. Sementara itu, membicarakan asal-usul bumi tidak dapat dilepaskan dari membicarakan tentang asal-usul sistem tatasurya. Kita tidak tahu secara tepat bagaimana awal pembentukan sistem tatasurya, tetapi secara garis besar kita dapat mengetahuinya berdasarkan bukti-bukti yang diperoleh oleh para ahli astronomi, pengetahuan kita tentang sistem tatasurya, dan hukum-hukum fisika dan kimia. Selanjutnya, tentang sejarah bumi, secara garis besar dapat kita ketahui dari bukti-bukti geologis dan teori-teori yang berlaku.

Pembentukan Matahari

Pembentukan bumi dimulai dari suatu ledakan bintang yang telah ada sebelumnya yang oleh para ahli astronomi disebut Supernova. Ledakan tersebut menyebarkan atom-atom dari berbagai unsur ke ruang angkasa, dan sebagian besar dari atom-atom yang disebarka itu adalah atom hidrogen (H) dan helium (He). Atom-atom tersebut berputar membentuk turbulensi awan dari gas-gas kosmis. Setelah melewati waktu yang sangat lama, awan gas kosmis tersebut makin tinggi densitasnya dan makin panas, karena gaya gravitasi yang ditimbulkannya menarik atom-atom yang tersebar dan bergerak bersama-sama. Di daerah dekat pusat putarannya, temperatur menjadi sangat tinggi dan atom-atom hidrogen mendapat tekanan sedemikian tinggi dan sangat panas sehingga terjadi reaksi fusi yang menghasilkan atom helium. Matahari lahir ketika reaksi fusi itu terjadi, dan peristiwa itu terjadi sekitar 4,6 milliyar tahun yang lalu (Skinner dan Porter, 2000). Pada suatu tahap tertentu, bagian terluar dari gas kosmis itu menjadi cukup dingin dan densitasnya memadai untuk mengalami kondensasi membentuk objek-objek padat. Objek-objek padat itulah yang kemudian menjadi planet-planet dan bulan-bulan di dalam sistem tatasurya.

Pembentukan Bumi dan Atmosfernya

temperatur lebih dari 8000oC (Lutgens dan Tarbuck, 1979). Saat itu, temperatur bumi yang sangat tinggi dan medan gravitasi awal bumi yang lemah menyebabkan gas-gas yang membentuk atmosfer-awal bumi segera terlepas dari gaya gravitasi bumi dan menghilang ke ruang angkasa. Gas-gas penyusun atmosfer-awal bumi adalah gas-gas ruang angkasa, yaitu hidrogen dan helium yang keduanya merupakan gas yang paling ringan di bumi.

Selanjutnya, seinring dengan mendinginnya bumi, kerak bumi yang padat (litosfer) terbentuk, dan gas-gas yang terlarut di dalam massa batuan cair itu secara bertahap dilepaskan melalui suatu proses yang disebut ―degassing‖. Dengan demikian, dipercaya bahwa atmosfer yang baru itu tersusun oleh gas-gas yang sama dengan gas-gas yang dilepaskan oleh bumi melalui proses erupsi gunungapi pada masa sekarang. Gas-gas itu antara lain H2O, CO2, SO2, S2, Cl2, N2, H2, NH3 (ammonia), dan CH4 (methan). Kemudian,

bukti-bukti dari data geologi menunjukkan bahwa ketika itu belum ada oksigen bebas (O2),

dan kandungan oksigen bebas di dalam atmosfer bertambah dengan berjalannya waktu (Stimac, 2004).

Gambar 5. Salah satu contoh mekanisme penutupan samudera dan pembentukan kawasan pegunungan menurut teori plate tectonic. Dikutip dari Skinner dan Porter (2000).

Pembentukan Samudera

Pendinginan yang diamali bumi terus berlanjut, awan-awan terbentuk dan akhirnya terjadi hujan. Pada mulanya air hujan mengalami penguapan kembali sebelum mencapai permukaan bumi. Kondisi ini membantu mempercepat proses pendinginan permukaan bumi. Setelah bumi mencapai temperatur tertentu, hujan yang sangat lebat terjadi terus menerus selama jutaan tahun, dan airnya mengisi cekungan-cekungan di permukaan bumi membentuk samudera. Peristiwa tersebut mengurangi kandungan uap air dan CO2 di dalam udara

(Lutgens dan Tarbuck, 1979).

Perkembangan Benua dan Samudera

Pada kira-kira 3 Ga (giga anum) terbentuk ratusan mikrokontien dan busur kepulauan yang disebut Ur, yang antara lain terdiri dari apa yang kita kenal sekarang sebagai Afrika, India, Australia, dan Antartika.

Pada sekitar 1,2 Ga yang lalu, fragmen-fragmen kerak benua berkumpul menjadi satu membentuk satu superkontinen yang disebut Rodinia melalui gerak tektonik lempeng. Kata ―Rodinia‖ berasal dari bahasa Rusia yang berarti ―homeland‖ atau ―daratan asal‖ (Burke Museum of Natural History and Culture, 2004). Superkontinen Rodinia dikelilingi oleh samudera tunggal yang disebut Pan-Rodinia Mirovoi Ocean (vide, Cawood, 2005).

Pada 830 Ma, Superkontinen Rodinia terbelah menjadi Gondwana Barat dan Gondwana Timur. Peristiwa ini menghasilkan Samudera Mirovoi, Mozambique, dan Pasifik. Kemudian pada 630 Ma, pecahan kontinen tersebut berkumpul kembali dan membentuk

Superkontinen Gondwana atau Pannotia. Pembentukan superkontiken ini melibatkan

penutupan Samudera Adamastor, Brazilide, dan Mozambique. Pada 530 Ma, Superkontinen Gondwana terbelah menjadi Lauresia (inti benua yang sekarang disebut Amerika Utara), Baltika (Eropa Utara), Siberia, dan Gondwana. Peristiwa ini menyebabkan terbukanya Samudera Pasifik dan Iapetus di sisi barat dan timur Laurensia, dan menutup Samudera Mirovoi atau Mozambique. Pada kira-kira 300 Ma, pecahan-pecahan superkontinen itu berkumpul kembali dan membentuk superkontinen yang ke-tiga yang disebut dengan Pangea (Cawood, 2005). Pembentukan Superkontinen Pangea ini terjadi melalui penutupan samudera dan pembentukan pegunungan Gondwana, Laurussia dan Siberia, serta penyelesaian pembentuka Pegunungan Altai

Akhirnya, pada sekitar 200-150 Ma, Superkontinen Pangea terbelah membentuk konfigurasi benua dan samudera seperti yang sekarang. Terbelahnya superkontinen ini menyebabkan lahirnya Samudera Atlantik, Antartika dan Hindia, serta penyempitnya Samudera Pasifik; pembentukan Pegunungan Himalaya dan Kepulauan Indonesia.

2.3. MORFOLOGI DASAR LAUT

Berdasarkan pada definisi tentang benua dan samudera maka, dalam membicarakan morfologi dasar laut, secara garis besar morfologi dasar laut dapat dibedakan menjadi morfologi dasar laut yang berada di tepi benua (continental margin), dan morfologi dasar laut yang berasa di cekungan samudera (ocean basin).

2.3.1. Tepi Benua

Tepi benua (continental margin) meliputi bagian dari benua yang tenggelam dan zona transisi antara benua dan cekungan samudera.

Berdasarkan pada kondisi aktifitas kegempaan, volkanisme, dan pensesaran, tepi benua dapat dibedakan menjadi tepi benua aktif (active margin) yang ditandai oleh banyaknya aktifitas kegempaan, volkanisme, dan pensesaran. Sebaliknya, tepi benua pasif (pasif margin) dicirikan oleh sedikitnya aktifitas kegempaan, volkanisme, dan pensesaran.

Perbedaan aktifitas tektonik menghasilkan perbedaan struktur batuan dan sedimentasi di sepanjang tepi benua. Tepi benua aktif dicirikan dengan perselangan yang sempit antara bank dan trough, sesar-sesar, paparan (shelf) yang sempit. Palung laut dalam (deep sea trench) dan busur kepulauan volkanik umum dijumpai disepanjang tepi benua. Sementara itu, tepi benua pasif memiliki paparan yang lebar, delta-delta yang luas, atau terumbu karang yang tersebar meluas. Tidak ada pensesaran ataupun volkanisme.

Menurut teori tektonik lempeng, tepi benua aktif terjadi pada batas lempeng konvergen. Hasil dari dua lempeng yang konvergen adalah zona penunjaman (subduction zone) yang menghasilkan busur kepulauan volkanik dan palung (trench). Sedimen yang terjebab di antara dua lempeng konvergen dapat membentuk pegunungan.

Tepi benua pasif terbentuk di sisi jauh dari lempeng divergen. Seiring dengan lempeng bergerak menjauhi pusat pemekaran, sedimen diendapkan di dasar laut yang berdampingan dengan pantai. Pada saat yang bersamaan, kerak samudera mendingin, mengkerut dan tenggelam. Akumulasi sedimen di sepanjang tepi benua pasif menghasilkan paparan benua yang lebar. Berdasarkan morfologinya, tepi benua dapat dibedakan menjadi:

1). Paparan Benua (continental shelves) adalah bagian benua yang tenggelam dengan kemiringan lereng yang sangat kecil (1 meter per 1000 meter). Berbagai kenampakan yang dijumpai di kawasan ini terjadi karena tujuh proses, yaitu glasiasi (glaciation), perubahan muka laut (sea level changes), aktifitas berbagai kekuatan alam (seperti gelombang laut, aliran sungai, pasang surut), sedimentasi, pengendapan karbonat, pensesaran, dan volkanisme.

2). Lereng Benua (continental slope) adalah tepi benua dengan lereng curam, dimulai dari tekuk lereng dari paparan benua sampai daerah tinggian benua (continental rise) dengan lereng sekitar 4 dejarad. Di kawasan ini banyak terjadi proses longsoran bawah laut (submarine landslide) dan erosi yang menghasilkan berbagai kenampakan. Sedimen-sedimen di kawasan ini tersesarkan dan terlipat. Kenampakan yang sangat mengesankan di kawasn ini adalah alur bawah laut (submarine canyon). 3). Tinggian Benua (continental rise) adalah daerah transisi antara benua dan cekungan

samudera. Kawasan ini tersusun oleh material yang tidak terkonsolidasikan (unconsolidated materials) yang terdiri dari lumpur, lanau dan pasir yang diturunkan dari paparan benua atau lereng benua oleh mekanisme arus turbid (turbidity currents), longsoran bawah laut, atau proses-proses lain. Pola dari tinggian benua ini berkaitan dengan gerakan tektonik lempeng. Pada tepi benua aktif, sedimen-sedimen telah terubah dan dibawa masuk ke dalam mantel oleh mekanisme menunjaman. Pada tepi benua pasif, sedimen-sedimen terawetkan dan melampar jauh ke lantai samudera (ocean floor).

Cekungan samudera (ocean basin) didefinisikan sebagai lantai samudera (ocean floor) yang luas yang terletak pada kedalaman lebih dari 2000 meter. Benua (continent) didefiniskan sebagai daratan menerus yang besar (Ingmanson dan Wallace, 1985). Definisi ini meletakkan cekungan samudera sebagai lawan dari benua. Bila benua terlihat jelas memiliki gunung-gunung dan lembah-lembah, maka, demikian pula dengan cekungan samudera. Berbagai kenampakan dari cekungan samudera yang utama adalah:

1). Pematang samudera (oceanic ridges) yang keberadaannya berkaitan dengan pembentukan sistem retakan (rifting) karena dua blok kerak samudera yang bergerak saling menjauh. Kehadirannya berkaitan dengan proses pembentukan kerak samudera yang baru. Contohnya: Mid-Atlantic Ridge di Samudera Atlantik dan Mid-Indian Ridge di Samudera Hindia.

2). Dataran abisal (abyssal plain) adalah kawasan yang luas dan agak datar dengan kedalaman dengan kedalaman berkisar dari 4000 sampai 5000 meter yang dibatasi oleh pematang samudera atau benua. Dataran abisal umumnya tertutup oleh sedimen pelagis. Di kawasan yang berbatasan dengan lereng benua, bila terdapat alur bawah laut di lereng benua, maka, akan terbentuk kipas bawah laut (submarine fan) atau kipas laut dalam (deep-sea fan).

3). Pulau-pulau terumbu (coral islands) yaitu pulau yang terbentuk karena pertumbuhan koral.

4). Palung (trences), terdapat di zona menunjaman lempeng tektonik.

5). Gunung-laut (seamounts) adalah gubungapi bawah laut yang telah mati. Bila gunung-gunung tersebut muncul maka, menjadi pulau.

2.4. SEDIMEN LAUT

Berdasarkan pada asal usulnya, sedimen laut dapat dibedakan menjadi lima macam, yaitu:

1). Sedimen Litogenik (terigennous), yaitu sedimen yang berasal dari pelapukan batuan yang telah ada sebelumnya di daratan atau benua. Komponen sedimen ini adalah lumpur terrigen, endapan longsoran atau turbidit, dan endapan es. Sekitar 30% dari lumpur terigen itu terdiri dari lanau dan lempung yang. Mineral penyusunnya yang utama adalah kuarsa dan feldspar, dan mineral-mineral lempung seperti illit, kaolinit, dan chlorit. 2). Sedimen Volkanogenik (volcanogenic sediments), yaitu sedimen yang berupa material

volkanik yang dilontarkan ketika terjadi erupsi gunungapi. Sedimen ini banyak dijumpai di kawasan bergunungapi.

3). Sedimen Biogenik (biogenic sediments), yaitu sedimen yang dihasilkan oleh organisme atau organisme itu sendiri. Organisme yang sangat umum adalah foraminifera, diatom, dan radiolaria. Mineral-mineral yang utama di dalam sedimen biogenik adalah kalsit, aragonit, silika, dan apatit. Ooze adalah sedimen biogenik berbutir halus yang tersusun oleh cangkang-cangkang organisme mikro yang terakumulasi di laut dalam, seperti di dataran abisal.

4). Sedimen Hidrogenik (hydrogenic sediments), yaitu sedimen yang terbentuk oleh reaksi kimia inorganik dari unsur-unsur yang terlarut di dalam air. Sedimen kelompok ini juga disebut sebagai sedimen autigenik (authigenic sediments). Jenis-jenis sedimen ini yang umum adalah zeolit, nodul mangan, nodul fosfat, dan endapan logam hidrotermal (metalliferous hydrothermal deposits).

5). Sedimen Kosmogenik (cosmogenic sediments), yaitu sedimen yang berasal dari luar angkasa, seperti meteorit atau debu ruang angkasa yang jatuh ke Bumi.

DAFTAR PUSTAKA

Cawood, P.A., 2005. Terra Australis Orogen: Rodinia breakup and development of the Pacific and Iapetus margin of Gondwana during the Neoproterozoic and Paleozoic. Earth-Science Review, 69: 249-279.

Dias, J.M.A., Gonzalez, R., Garcia, C. and Diaz-del-Rio, V., 2002. Sediment distribution pattern on the Galicia-Minho continental shelf. Progress in Oceanography, 52: 215-231.

Ingmanson, D.E. and Wallace, W.J., 1985. Oceanography: an introduction, 3rd ed. Wadsworth Publishing Company, Belmont, California, 530 p.

Le Pichon, X., Francheteau, J. and Bonnin, J., 1973. Plate Tectonics. Developments in Geotectonics 6, Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam, 300 p.

Skinner, B.J. and Porter, S.C., 2000. The Dynamic Earth: an introduction to physical geology, 4th ed. John Wiley & Sons, Inc., New York, 575 p.

Lutgens, F.K. and Tarbuck, E.J., 1979. The Atmosphere: introduction to meteorology. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliff, New Jersey, 413 p.

Stimac, J.P., 2004. Origin of the Earth’s Atmosphere.

[Http://www.ux1.eiu.edu/%7Ecfjps/1400/atmos_origin.html]. Akses: 10 September 2005.

Continental Margin. (http://www.harcourtschool.com/glossary/science/define/grb/abyssal_p6c.html) – 10-3-2005

3. SIFAT AIR LAUT

3.1. PENDAHULUAN

Air adalah penyusun utama laut. Air laut tersusun dari sekitar 97% air, dan mempunyai beberapa karakteristik yang luar biasa dan sangat penting. Air memiliki titik didih yang tinggi sehingga air umumnya dijumpai pada fase cair. Sesungguhnya, air adalah cairan utama di Bumi.

Air sangat penting bagi proses kehidupan. Hal itu karena kemampuan air yang unik melarutkan hampir semua unsur dalam jumlah sedikit-sedikit. Selain itu, air penting karena peranannya yang utama di dalam mengendalikan penyebaran panas di Bumi.

Bumi adalah salah satu planet di dalam sistem tatasurya. Di antara planet-planet yang ada di dalam sistem tatasurya Matahari itu, Bumi sangat unik, karena adanya air bebas yang sangat banyak. Air bebas di Bumi bergerak di antara daratan, lautan dan atmosfer dalam suatu siklus yang disebut Siklus Hidrologi.

Air dari daratan masuk ke laut melalui aliran sungai-sungai dan air tanah. Di daratan, dalam perjalanan ke laut, air mengerosi batuan dan tanah, dan secara perlahan-lahan melarutkan bermacam-macam mineral dalam jumlah besar untuk selanjutnya dibawa masuk ke laut. Berkaitan dengan sifat-sifat air laut yang luar biasa itu, di dalam bab ini akan diuraikan berbagai sifat fisik dan kimia air laut yang utama.

3.2. SIFAT-SIFAT AIR

Air tersusun oleh dua aton hidrogen dan satu atom oksigen. Setiap atom hidrogen itu secara kimiawi terikat pada atom oksigen. Atom oksigen memiliki sifat elektronegatif yang tinggi, karena memiliki tiga pasang elektron bebas pada kulit atomnya. Setiap aton hidrogen yang berikatan dengan aton oksigen, menyumbangkan satu elektron kepada aton oksigen, sehingga terbentuk suatu keseimbangan. Ikatan atom-atom itu membentuk molekul air, seperti pada Gambar 1.

Gambar 1. Struktur dan geometri molekul air. Dikutip dari Libes (1992).

Ujung-ujung atom hidrogen memiliki muatan positif yang kecil, sedang dua pasangan elektron oksigen yang tidak berikanan membuat ujung atom oksigen memiliki muatan negatif. Kemudian, karena muatan itu memiliki penyebaran muatan yang tidak sama, maka disebut ―polar covalent bonds‖ yang bersifat ―bipolar‖. Dua muatan positif dari atom hidrogen pada satu sisi dan dua muatan negatif ganda dari atom oksigen membuat

molekul-molekul air bersifat ―bipolar‖. Akibatnya adalah, molekul-molekul-molekul-molekul air yang berdampingan cenderung untuk bergabung bersama, tertahan oleh tarikan dari muatan yang berlawanan yang ada pada molekul yang berdampingan. Muatan positif atom hidrogen dari satu molekul tertarik dengan muatan negatif atom oksigen dari molekul yang lain, membentuk suatu ikatan yang disebut ikatan hidrogen (―hydrogen bonds‖) (Gambar 2).

Gambar 2. Ikatan hidrogen diantara molekul-molekul air. Ikatan hidrogen ditunjukkan dengan garis putus-putus. Dikutip dari Libes (1992).

Ikatan molekul air yang bermuatan itu lebih kuat daripada ikatan molekul tanpa muatan. Keadaan itu membuat molekul air lebih stabil dan sulit terpisah untuk menjadi molekul-molekul air yang terpisah. Susunan molekul air adalah susunan molekul yang sangat stabil.

Air adalah satu-satunya unsur di alam yang dijumpai dalam tiga fase (fase padat, cair dan gas) secara bersamaan. Air dalam bentuk padat mempunyai susunan molekul yang sangat teratur, sedang bila berada dalam bentuk gas susunan molekulnya sangat jarang (Gambar 3).

Gambar 3. Distribusi molekul unsur dalam fase padat, cair, dan gas. Volume yang ditunjukkan dalam gambar adalah sama. Dikutip dari Libes (1992).

Tingkat kekompakan disebut dengan densitas (density), yang didefinisikan sebagai berikut:

Volume Massa

Densitas (1)

Densitas air murni pada temperatur 4oC adalah 1 g/cm3. Artinya 1 cm3 air memiliki massa 1 gram. Densitas adalah sifat bawaan (intrinsic) dari suatu unsur. Nilai densitas tetap konstan dan tidak dipengaruhi oleh banyaknya unsur yang diukur. Misalnya, pada temperatur 4oC densitas 1000 kg dan 10 gram air tetap 1 g/cm3. Densitas air adalah fungsi dari temperatur. Makin tinggi temperatur, makin rendah densitasnya (Gambar 3a).

Ikatan hidrogen menyebabkan diperlukan sejumlah energi untuk merubah air dari fase padat menjadi cair dan gas. Ikatan hidrogen ini menyebabkan air meleleh pada temperatur 4oC dan mendidih pada 100oC. Bila tanpa ikatan hidrogen, maka air akan mendidih pada temperatur –68oC dan membeku pada –90oC. Pada pemanasan air, kehadiran

ikatan hidrogen menyebabkan panas yang diberikan pada air bukan terpakai untuk menggerakkan molekul air, tetapi diserap oleh ikatan hidrogen. Setelah ikatan hidrogen rusak, maka penambahan panas akan meningkatkan gerakan molekul air. Peningkatan gerakan molekul air itulah yang diukur sebagai peningkatan temperatur oleh termometer. Tingginya titik didih air menyebabkan air dapat menyerap panas dalam jumlah besar (Gambar 4).

Gambar 3a. Densitas air tawar dan es sebagai fungsi temperatur. Perhatikan bahwa densitas maksimum air tawar adalah pada temperatur 4o C (Data dari Pauling 1953 dan Hutchinson 1957. Dikutip dari Berner dan Berner, 1987).

Gambar 4. Transisi fase dari air yang disebabkan oleh perubahan kandungan panas. Garis lereng menunjukkan kapasitas panas. Dikutip dari Libes (1992).

“Specific heat” (“heat capacity”, kapasitas panas) adalah banyaknya energi panas

yang diperlukan untuk menaikkan temperatur suatu unsur dalam jumlah tertentu. Kalori (energi) yang diperlukan untuk menaikkan temperatur 1 gram cairan air sebesar 1oC didefinisikan sebagai 1 kaloC-1g-1. Kapasitas panas es adalah 0,05 kaloC-1g-1 dan kapasitas panas uap air adalah 0,44 kaloC-1g-1. Panas yang tersimpan di dalam sistem (air) disebut sebagai “latent heat” (panas laten). Panas ini bisa dilepaskan ke atmosfer atau ke tubuh air yang lebih dingin.

Arti dari kapasitas panas dapat dipahami dari kasus berikut ini. Bila kita berada di pantai pada siang hari dan memasukkan satu kaki ke air laut sedang kaki yang satunya tetap berada di atas pasir. Kaki yang berada di dalam air akan merasakan air laut yang dingin sementara kaki yang dipasir akan merasakan panas. Mengapa hal itu bisa terjadi, sementara pasir dan air laut menerima energi panas dari sinar matahari dalam jumlah yang sama? Hal itu karena air menyerap panas dengan tanpa mengalami peningkatan temperatur, sedang pasir mengalami peningkatan temperatur.

Tingginya kapasitas panas air penting bagi pengaturan iklim dan kehidupan di Bumi. Bila musim panas, energi panas dapat disimpan oleh laut. Panas yang disimpan itu akan dilepas lagi ke atmosfer pada saat musim dingin. Dengan demikian, samudera berperanan memoderatkan iklim, mengurangi amplitudo variasi temperatur musiman.

Dengan demikian, panas laten yang tersimpan di dalam air laut adalah faktor penting di dalam pertukaran energi yang menciptakan sistem cuaca di seluruh dunia. Pertukaran energi panas antara samudera dan atmosfer juga merubah densitas massa air. Dengan demikian, energi panas juga berperan di dalam sirkulasi air samudera (tentang sirkulasi karena densitas akan dibicarakan kemudian).

Penambahan garam kepada air tawar akan menyebabkan terjadinya perubahan sifat-sifat air. Penambahan ion garam ke dalam air menyebabkan molekul-molekul air terikat dan terbentuk hidrat. Garam adalah material padat yang atom-atomnya terikat satu sama lain

dengan ikatan ionik. Ikatan tersebut adalah hasil dari tarikan elektrostatik antara ion-ion bermuatan positif (cation, kation) dan ion-ion bermuatan negatif (anion, anion). Bila garam dimasukkan ke dalam air, seperti natrium klorida (NaCl), akan mengalami pelarutan

karena kation-kation dan anion-anion secara elektrostatik menarik molekul-molekul air. Kation-kation menarik kutub oksigen dari molekul air, dan anion-anion menarik kutub

hidrogen. Karena dikelilingi oleh molekul-molekul air, ion-ion terlalu jauh untuk dapat saling menarik satu sama lain. Dengan demikian, ikatan ionik rusak dan ion-ion dikatakan

terlarut (dissolved) atau terhidrasi (hydrated). Proses tersebut digambarkan seperti pada

Gambar 5.

Gambar 5. Dissolusi natrium (sodium) klorida di dalam air. Dikutip dari Libes (1992).

Beberapa perubahan penting yang terjadi itu antara lain (Gambar 6) adalah:

1) Kapasitas panas (specific heat, heat capacity) akan turun seiring dengan kenaikan salinitas. Di pihak lain, pada air dengan salinitas normal, kapaitas panas akan naik seiring dengan naiknya temperatur. Dengan kata lain, bila temperatur air naik, maka akan makin sulit untuk melepaskan molekul air dari ion hidrat. Dengan demikian, titik didih air laut akan meningkat seiring dengan peningkatan salinitas.

2) Densitas meningkat seiring hampir linier seiring dengan peningkatan salinitas. Penambahan garam menurunkan temperatur densitas maksimum. Pada salinitas > 20‰, densitas maksimum terjadi pada temperatur di bawah titik beku normal (0oC).

3) Titik beku menurun seiring dengan penambahan garam. Karakter ini dikombinasikan dengan efek temperatur dan salinitas terhadap densitas (densitas air laut naik bila temperatur turun) memberi arti bahwa air dengan densitas tertinggi di samudera adalah air yang paling dingin dan paling tinggi salinitasnya. Air dengan densitas terrendah adalah air dengan temperatur tinggi dan bersalinitas rendah.

4) Tekanan uap (ukuran seberapa mudah molekul air lepas dari fase cair masuk ke fase gas) makin turun seiring dengan peningkatan salinitas, karena garam cenderung membuat molekul air-bebas untuk penguapan berkurang. Air tawar akan menguap lebih mudah

daripada air laut. Diperlukan panas yang banyak untuk meningkatkan tekanan uap sampai ke tekanan atmosfer, sehingga sehingga titik didih air makin tinggi dengan meningkatnya salinitas.

5) Tekanan osmosis air naik seiring dengan peningkatan salinitas. Tekanan osmosis berkaitan dengan aliran larutan melalui membran (selaput tipis berpori) semipermeabel. Banyak aliran meningkat seiring dengan peningkatan salinitas.

6) Penambahan garam akan meningkatkan viskosita air. Hal ini karena tarikan elektrostatis antara material terlarut dan air. Perbedaan viskositas akan mempengaruhi kecepatan suara di dalam air. Pengetahuan tentang ini penting di dalam teknologi SONAR (sound navigation ranging).

Gambar 6. (a) Tekanan osmosis, (b) tekanan uap, (c) titik beku dan temperatur densitas-maksimum sebagai fungsi salinitas. Dikutip dari Libes (1992).

densitas-maksimum, dan titik beku adalah:

1). Pada air dengan salinitas < 26‰, temperatur densitas-maksimum lebih tinggi dari pada titik beku.. Dengan demikian, bila air laut terus mendingin, akan terus makin tinggi densitasnya. Karena pendinginan dimulai dari permukaan, air permukaan akan lebih berat daripada air di bawahnya dan akan turun. Air yang di sebelah bawah, yang lebih hangat dan berdensitas lebih rendah, akan naik menggantikan air yang dingin dan, pada gilirannya air itu sendiri akan mengalami pendinginan dan turun. Dengan cara seperti inilah sirkulasi air-dalam terjadi, dan pembekuan akan terjadi bila seluruh tubuh air mengalami pendinginan sampai titik beku.

2). Pada air dengan salinitas > 26‰, temperatur densitas-maksimum lebih rendah daripada titik beku. Densitas air laut 33‰ – 37‰. Kalau air permukaan laut mengalami pendinginan maka tidak mengalami anomali sifat densitas air tawar. Karena titik beku air laut lebih tinggi daripada titik temperatur densitas maksimum, maka air akan tetap di dekat permukaan dan mengalami pendinginan lebih lanjut, meskipun titik beku tercapai dan suatu lapisan es terbentuk di permukaan. Lapisan es yang terbentuk di permukaan laut hampir seluruhnya air tawar. Dengan demikian, hubungan antara salinitas, temperatur densitas-maksimum, dan titik beku mencegah samudera membeku semuanya.

Menurut Tchernia (1980), perpotongan antara garis temperatur densitas maksimum dan titik beku terjadi pada salinitas 24,7 ‰ (psu: ptactical salinity units).

3.3. KARAKTER UMUM AIR LAUT

Berikut diuraikan tentang tiga hal penting yang menggambarkan karakter umum air laut, yaitu temperatur, salinitas, dan densitas. Selain itu, juga diuraikan tentang kecepatan suara, sinar di laut, dan warna air laut. Kecepatan suara penting karena berkaitan dengan penerapan teknologi ekosounder dalam mempelajari laut, sinar di laut berkaitan dengan kehidupan organisme, dan warna air laut perlu dipelajari karena berkaitan erat dengan pengetahuan praktis berkaitan dengan berbagai fenomena atau kondisi laut yang tercermin pada warna air laut.

3.3.1. Temperatur Air Laut

Permukaan samudera mendapat panas dari tiga sumber, yaitu: (1) radiasi sinar matahari, (2) konduksi panas dari atmosfir, dan (3) kondensasi uap air. Sebaliknya, permukaan laut menjadi dingin karena tiga sebab, yaitu: (1) radiasi balik dari permukaan laut ke atmosfer, (2) konduksi panas balik ke atmosfer, dan (3) evaporasi. Sementara itu, di bawah permukaan laut, arus-arus horizontal dapat mentransfer panas dari satu kawasan ke kawasan lain.

Radiasi sinar matahari adalah sumber panas utama bagi Bumi. Sebagian dari radiasi itu yang sampai ke Bumi diserap dan sebagian yang lain dipantulkan oleh atmosfer. Radiasi yang diserap oleh atmosfer itu selanjutnya sampai ke permukaan Bumi dan dikenal sebut sebagai ―insolation‖ (insolasi). Insolasi yang sampai ke permukaan laut sebagian dipantulkan dan sebagian yang lain diserap oleh molekul-molekul air. Energi panas matahari yang diserap oleh molekul-molekul air itulah yang dapat menyebabkan air menguap.

Insolasi sinar matahari di suatu tempat di Bumi berkurang seiring dengan makin tingginya posisi lintang karena sudut sinar matahari yang sampai ke Bumi juga meningkat (Gambar 7).

Daerah ekuator adalah daerah yang menerima insolasi terbanyak karena posisi matahari berada pada sudut terbesar (90o) di atas ekuator. Sebaliknya, daerah kutub adalah daerah yang menerima insolasi paling sedikit, karena matahari berada pada posisi sudut yang kecil. Pengaruh sudut matahari adalah tiga kali. Di daerah lintang rendah, 1) sinar radiasi matahari tersebar di daerah yang sempit, 2) sinar matahari juga melewati ketebalan atmosfer yang lebih kecil, dan 3) sedikit insolasi yang dipantulkan dari permukaan Bumi.

Gambar 7. Variasi intensitas penyinaran matahari sesuai dengan posisi lintang dan sudut datang sinar matahari. Dikutip dari Berner dan Berner (1987).

Pengaruh variasi geografis terhadap insolasi menyebabkan temperatur permukaan air meningkat seiring dengan menurunnya posisi lintang. Perubahan temperatur permukaan air laut harian terjadi karena rotasi Bumi. Sedang fluktuasi musiman adalah akibat dari gerak revolusi Bumi mengelilingi Matahari dan sumbu orbit Bumi yang miring 23,5o terhadap bidang orbit (Gambar 8).

Gambar 8. Revolusi Bumi mengelilingi Matahari. Dikutip dari Libes (1992).

Distribusi temperatur di permukaan samudera terbuka memperlihatkan pola zonal (berzona-zona), dengan garis isotermal secara umum berarah timur—barat (Gambar 9). Di sepanjang sisi timur samudera, temperatur permukaan yang rendah sering terjadi karena ―upwelling‖ air dingin dari bawah permukaan, seperti di pantai barat Amerika pada bulan Agustus. Variasi temperatur permukaan dari daerah kutub utara dan selatan ke ekuator disajikan dalam Gambar 10.

Gambar 9A. Distribusi lateral temperatur permukaan di bulan Febuari. Dikutip dari Pickard dan Emery (1995).

Gambar 9B. Distribusi lateral temperatur permukaan di bulan Agustus. Dikutip dari Pickard dan Emery (1995).

Distribusi temperatur secara vertikal dapat dibagi menjadi tiga zona (Gambar 11), yaitu:

1) Lapisan campuran (mixed layer). Zona ini adalah zona homogen. Temperatur dan kedalaman zona ini dikontrol oleh insolasi lokal dan pengadukan oleh angin. Zona ini mencapai kedalaman 50 sampai 200 meter.

2) Termoklin (thermocline). Di dalam zona transisi ini, temperatur air laut dengan cepat turun seiring dengan bertambahnya kedalaman. Zona ini berkisar dari kedalaman 200 sampai 1000 meter.

3) Zona dalam (deep zone). Zona ini temperatur berubah sangat lambat atau relatif homogen.

Gambar 10. Variasi temperatur, salinitas dan densitas permukaan menurut posisi lintang. Nilai rata-rata untuk seluruh samudera. Dikutip dari Pickard dan Emery (1995).

Termoklin di daerah kutub tidak terlihat, karena sebagian besar permukaan laut tertutup es pada musim dingin dan mendapat radiasi sinar matahari yang kecil pada musim panas. Di daerah tropis, termoklin dapat mendekat ke permukaan. Di daerah-daerah yang memiliki pemanasan musiman yang kuat, yaitu di daerah lintang menengah, air laut memiliki termoklin temporer atau musiman di lapisan permukaannya.

Gambar 11. Profil vertikal temperatur samudera pada (a) lintang menengah, (b) lintang rendah, dan (c) lintang tinggi. Dikutip dari Libes (1992).

3.3.2. Salinitas Air Laut

Salinitas adalah ukuran yang dipergunakan untuk mengukur kandungan garam (saltiness) di dalam ai laut. Unsur-unsur dalam bentuk ion yang melimpah menyusun kandungan garam di dalam air laut adalah Cl-, Na+, Mg2+, SO4

2-, Ca2+, dan K+. Ion-ion tersebut proporsinya di dalam air laut adalah konstan karena konsentrasinya ditentukan oleh proses-proses fisika. Karena sifatnya yang demikian itu, ion-ion tersebut disebut ion

konservatif (conservative ions). Secara keseluruhan, semua unsur tersebut menyusun lebih

dari 99,8% material yang terlarut di dalam air laut. Di antara ion-ion itu, sodium (natrium,

Na) dan klorin (Cl) menyusun sekitar 86%. Secara teoritis, salinitas didefinisikan sebagai

banyak gram total ion-ion garam yang terlarut di dalam 1 kg air laut. Secara matematis definisi tersebut dapat dituliskan sebagai berikut:

1000 1 ) ‰ ( x laut air kg terlarut inorganik ion gram S  (3.1)

Pengukuran salinitas berdasarkan teori itu sangat sulit dilakukan dan terlalu lambat untuk dilakukan sebagai pekerjaan rutin. Hal itu terutama bila dilakukan di lapangan ketika penelitian dilakukan dengan menggunakan kapal. Cara yang paling akurat dan teliti untuk mengukur salinitas adalah dengan menggunakan salinometer induktif, yang mengukur konduktifitas sampel air laut.

Sebanyak 99% air laut di samudera mempunyai salinitas antara 33‰ sampai 37‰, dengan rata-rata 35‰ yang ekivalen dengan larutan garam 3,5%. Di Laut Baltik, yang banyak curah hujan dan aliran sungai masuk ke dalamnya, tercatat salinitas terrendah, yaitu 12‰. Di Laut Merah, yang sedikit masukan air tawar dan berevaporasi tinggi, tercatat salinitas tertinggi, yaitu 40 sampai 42‰.

Salinitas air permukaan laut sangat ditentukan oleh evaporasi dan presipitasi. Salinitas akan naik bila evaporasi naik dan presipitasi turun (Gambar 12). Faktor-faktor lain yang dapat juga mempengaruhi salinitas air laut adalah pembekuan es, masuknya air sungai ke laut, dan pencairan es.

Gambar 12. Salinitas permukaan (S, rata-rata untuk semua samudera) dan perbedaan antara evaporasi dan presipitasi (E-P) menurut posisi lintang. Dikutip dari Pickard dan Emery (1995).

Pola distribusi salinitas air permukaan laut pada dasarnya berzonasi, walaupun zona-zona yang ada tidak sejelas temperatur (Gambar 13). Distribusi salinitas permukaan rata-rata memiliki nilai minimum di sebelah utara equator dan nilai maksimum di daerah sub-tropis, yaitu kira-kira 25o Lintang Utara dan Lintang Selatan. Salinitas minimum dan maksimum tampak di setiap samudera. Nilai salinitas menurun ke arah lintang tinggi.

Gambar 13. Pola distribusi salinitas permukaan bulas Agustus. Dikutip dari Pickard dan Emery (1995).

Seperti halnya temperatur, profil vertikal salinitas air laut bervariasi sesuai dengan posisi lintang. Berlainan dengan profil temperatur, profil vertikal salinitas tidak memperlihatkan adanya pola seragam seiring dengan pertambahan kedalaman. Seperti diperlihatkan pada Gambar 14, di daerah berlintang menengah dan rendah, air-dalam cenderung memiliki salinitas yang lebih rendah daripada air permukaan. Di daerah berlintang tinggi, di daerah kutub, salinitas permukaan lebih rendah daripada salinitas air-dalam.

Gambar 14. Tipe profil vertikal salinitas di samudera terbuka. Dikutip dari Pickard dan Emery (1995).

Profil salinitas memperlihatkan adanya tiga atau empat zona (Gambar 14), yaitu: 1) Lapisan campuran (mixed layer). Ketebalannya 50 sampai 100 meter, dan mempunyai

salinitas seragam. Daerah tropis dan daerah berlintang tinggi dan menengah, memiliki salinitas permukaan tinggi, sedang daerah berlintang tinggi memiliki salinitas rendah. 2) Haloklin (halocline), adalah zona dimana salinitas mengalami perubahan besar.

3) Zona dalam (deep zone) adalah zona di bawah haloklin sampai dasar laut, dan memiliki salinitas relatif seragam.

4) Di daerah berlintang rendah dan menengah, terdapat salinitas minimu pada kedalaman 600 sampai 1000 meter.

3.3.3. Densitas Air Laut

Nilai densitas air laut dikontrol oleh tiga variabel yang berinteraksi sangat kompleks, yaitu salinitas, temperatur, dan tekanan. Secara umum, densitas meningkat dengan meningkatnya salinitas, meningkatnya tekanan (atau kedalaman), dan turunnya temperatur. Densitas air laut dapat dihitung bila ketiga variabl itu dapat diketahui. Di permukaan laut, perubahan densitas air laut terjadi karena proses-proses evaporasi atau pemanasan yang terjadi di permukaan laut. Hubungan antara densitas air laut dan temperatur dapat dilihat dalam Gambar 10.

Profil vertikal densitas (Gambar 15) memperlihatkan bahwa pengaruh yang kuat dari temperatur terhadap densitas, terutama di daerah lintang rendah dan menengah. Di kedua daerah tersebut, termoklin menghasilkan perubahan gradien densitas yang kuat yang disebut piknoklin (pycnocline). Di daerah berlintang tinggi, kutub, tidak terlihat adanya piknoklin yang kuat.

Stratifikasi densitas di daerah lintang rendah dan menengah adalah sebagai berikut: 1) Lapisan atas, dengan ketebalan sekitar 100 meter, mempunyai densitas hampir seragam. 2) Piknoklin (pycnocline), yaitu zona dimana densitas bertambah dengan cepat seiring

dengan bertambahnya kedalaman.

3) Zona dalam, adalah zona di bawah piknoklin, dengan densitas meningkat sangat pelan dengan bertambahnya kedalaman.

Gambar 15. Profil vertikal densitas samudera. Dikutip dari Libes (1992).

Statifikasi vertikal densitas menghambat terjadinya percampuran air laut secara vertikal. Banyak energi yang diperlukan agar dapat terjadi percampuran vertikal di kedua kawasan tersebut. Di daerah berlintang tinggi, kutub, lebih sedikit energi yang diperlukan untuk terjadinya percampuran vertikal. Hal itu karena di daerah tersebut tidak terdapat piknoklin yang kuat.

Stratifikasi densitas dan perbedaan densitas diantara dua massa air di laut-dalam mencerminkan asal-usul proses permukaan laut. Perubahan densitas disebabkan oleh pemanasan dan pendinginan, evaporasi, penambahan air tawar, dan pendinginan oleh es di laut (Berner dan Berner, 1987). Di daerah berlintang tinggi, air di permukaan memiliki densitas yang lebih tinggi dari pada air permukaan di daerah berlintang rendah, karena pengaruh pendinginan dari udara dan dari pembentukan es. Di tempat-tempat tertentu di Samudera Atlantik di utara dan di selatan, air permukaan memiliki densitas yang lebih tinggi dari pada air yang ada di bawahnya. Karena gaya gravitasi dan gaya apung, air dengan densitas tinggi akan bergerak turun ke dalam laut dan air dengan densitas rendah bergerak naik ke permukaan laut. Kecenderungan ini menyebabkan terjadinya gerakan air laut dengan cara adveksi (advection), yaitu gerakan air laut horizontal dan vertikal, seperti yang terjadi pada sirkulasi termohalin (thermohaline circulation) (Gambar 16). Penurunan temperatur di daerah lintang tinggi meningkatkan densitas air laut. Karena densitasnya yang tinggi air laut turun (tenggelam) hingga mencapai tingkat kedalaman dengan densitas yang sesuai. Arus konveksi ini adalah contoh dari gerakan adveksi vertikal. Penenggelaman yang berlanjut menyebabkan air-dalam tertekan secara horizontal di sepanjang daerah dengan densitas yang sesuai, yang menghasilkan arus laut dalam. Arus laut dalam ini adalah contoh adveksi horizontal.

Gambar 16. Sirkulasi termohalin. (a) memperlihatkan gradien temperatur, (b) memperlihatkan gradien salinitas. Dikutip dari Libes (1992).

3.3.4. Suara di Laut

Suara di dalam air adalah alat yang sangat penting bagi para ahli oseanografi. Suara dipakai untuk mengukur kedalaman laut, seperti yang dipergunakan para ahli geologi untuk mempelajari karakter dan ketebalan kerak Bumi. Para ahli oseanografi biologi dapat mempergunakan suara untuk mendetaksi dan mempelajari organisme laut. Bagi angkatan laut, suara dipergunakan untuk mendeteksi kapal selam dan menentukan posisi suatu objek di dasar laut.

Kecepatan suara di laut tergantung pada temperatur, salinitas, dan tekanan (kedalaman). Kecepatan suara di dalam air laut berkisar dari 1400 sampai 1570 meter per detik. Kecepatan suara meningkat dengan meningkatnya temperatur, salinitas, dan

kedalaman. Kecepatan suara di dalam air dengan salinitas 34,85‰ dan temperatur 0oC adalah 1445 m/dt. Penigkatan salinitas sebesar 1% akan meningkatkan kecepatan sebesar 1,5 m/dt; peningkatan temperatur 1oC akan meningkatkan kecepatan suara 4 m/dt; peningkatan kedalaman 1000 m akan meningkatkan kecepatan sekitar 18 m/dt.

Profil kecepatan suara di dalam samudera dapat dibagi menjadi tiga zona (Gambar 17), yaitu:

1) Zona permukaan (ketebalan 100 – 150 m). Di dalam zona ini, kecepatan suara meningkat dengan bertambahnya kedalaman karena pengaruh tekanan (kedalaman).

2) Zona tengah (dapat mencapai kedalaman 1500 m). Di dalam zona ini, kecepatan suara berkurangkarena berkurangnya temperatur secara cepat (termoklin).

3) Zona bawah (di bawah 1500 m). Di dalam zona ini kecepatan suara meningkat dengan meningkatnya tekanan (kedalaman), sedang temperatur relatif konstan.

Gambar 17. Pola rambatan suara di laut. Menurut R.A.Fosch seperti yang dikutip oleh Victoria Kaharl, 1999, Sounding out the ocean’s secrets, dalam Beyond Discovery: The Path from Research to Human Benefit, National Academic of Sciences.

Gambar 18. Posisi saliran suara di laut. Dikuti dari Victoria Kaharl, 1999, Sounding out the ocean’s secrets, dalam Beyond Discovery: The Path from Research to Human Benefit, National Academic of Sciences.

Gelombang suara, seperti gelombang samudera, dapat mengalami refraksi dan dengan demikian akan membelok ke daerah kecepatan suara rendah. Refraksi gelombang berkombinasi dengan variasi vertikal kecepatan suara di dalam laut dapat menghasilkan zona bayangan (shadow zona) dan saluran suara (sound channels) (Gambar 18). Zona bayangan adalah suatu daerah dimana relatif sedikit suara yang menembusnya. Zona ini terjadi di bagian atas samudera ketika gradien kecepatan suara positif (peningkatan kecepatan suara) berada di atas gradien kecepatan suara negatif (penurunan kecepatan suara) dan suara berada di dalam zona gradien positif (Gambar 18). Suara mengalami refraksi ke arah atas di dalam daerah gradien positif dan ke arah bawah di dalam daerah gradien negatif, dan menghasilkan zona bayangan.

Saluran suara terjadi di dalam area dimana kecepatan suara mencapai nilai minimum. Suara yang terjadi dan merambat di dalam zona bernilai minimum ini mengalami refraksi ke atas dan ke bawah ke daerah berkecepatan lebih rendah dan dengan demikian kembali masuk ke dalam zona bernilai minimum. Di dalam zona ini, hanya sedikit energi yang hilang karena penyebaran vertikal, dan suara dapat disalurkan sampai ribuan kilometer. Kecepatan suara minimum umumnya terjadi pada kedalaman sekitar 150 m. Zona saluran suara ini disebut saluran SOFAR (sound fixing and ranging).

Ketika suara merambat di dalam air, energinya berkurang karena tersebar, diserap, dan terhamburkan. Suara hilang karena tersebar sebanding dengan jarak lintasannya. Suara dapat diserap oleh air dan dikonversi menjadi panas. Suara dapat dihamburkan oleh partikel-partikel, organisme laut, gelembung-gelembung gas, dan dasar laut. Suara juga dapat dipantulkan oleh dasar laut.

3.3.5. Sinar di Laut

Sinar matahari hanya dapat menembus lapisan permukaan laut. Kedalaman penetrasi cahaya menentukan ketebalan zona eufotik (euphotic zone), yaitu zona tempat terjadinya fotosintesis yang menghasilkan unsur-unsur organik oleh tumbuhan. Zona eufotik membentang dari permukaan laut sampai kedalaman yang hanya 1% sinar dapat masuk. Kedalam zona ini sangat bervariasi. Di Laut Mediterania dan Karibia, zona eufotik

menacapai kedalaman 100 sampai 160 m. Di daerah dekat pantai, penetrasi sinar matahari hanya sampai 15 m.

Tumbuhan adalah sumber makanan yang utama bagi organisme di laut. Oleh karena itu, ketebalan zona eufotik sangat penting. Tumbuhan plankton umumnya tidak dapat tumbuh di kedalaman dengan sinar yang tersedia <1%. Dengan demikian, sebagian besar produktifitas terjadi di dekat permukaan.

Kedalam penetrasi sinar matahari ke dalam laut tergantung pada empat faktor utama, yaitu (1) tutupan awan, (2) sudut inklinasi sinar matahari yang mencapai permukaan Bumi, (3) banyaknya material inorganik yang tersuspensi, dan (4) densitas populasi organisme plankton.

3.6. Warna Laut

Samudera dan laut di Bumi mempunyai warna yang beraneka ragam. Nama dari beberapa laut di Bumi mengacu kepada warna, seperti: Laut Hitam (Black Sea) diberi nama itu karena tampak gelap yang disebabkan oleh dasar lautnya yang tertutup oleh sedimen berwarna hitam; Laut Kuning (Yellow Sea) diberi nama itu karena tampak kuning yang disebabkan oleh banyaknya muatan lumpur berwarna kuning yang dimasukkan oleh sungai, terutama selama musim banjir; Laut Merah (Red Sea) diberi nama itu karena tampak merah yang disebabkan oleh adanya alga (blue-green algae) yang berwarna merah; Laut Putih (White Sea) diberi nama itu karena permukaannya tampak putih oleh air yang membeku lebih dari 200 hari dalam setahun.

Warna adalah fungsi dari spektrum sinar. Sinar putih tersusun oleh warna merah, oranye, kuning, hijau, biru, dan ungu. Warna laut di kawasan tertentu kita lihat dapat berubah karena awan yang melintas atau karena perubahan sudut matahari. Laut umumnya tampak biru karena sinar biru yang memiliki panjang gelombang yang lebih pendek (dibandingkan warna merah), sehingga lebih mudah dihamburkan oleh partikel-partikel air dan material-material mikroskopis di dalam air. Sesungguhnya, warna laut pada umumnya adalah fungsi dari penghamburan sinar melalui partikel-partikel yang tersuspensi, refleksi warna langit, dan sifat dari material yang tersuspensi dan terlarut di dalam air. Semua sinar berasal dari Matahari, dan sinar atau warna yang dilihat seseorang tidak mewakili seluruh spektrum radiasi sinar matahari.

Warna laut juga dapat memberikan beberapa indikasi (Gambar 19A dan B), antara lain:

1) Laut berwarna biru gelap, bila laut dalam dan airnya jernih, dan tidak banyak mengandung organisme plankton mikroskopis.

2) Laut berwarna coklat, coklat muda, coklat kekuningan, atau biru kecoklatan, bila banyak muatan suspensi di dalam air laut. Keadaan ini umumnya terjadi atau dijumpai di perairan dangkal, dekat pantai, khususnya di sekitar muara sungai pada saat banjir. 3) Laut berwarna biru muda jernih, bila air dangkal dan jernih, seperti di kawasan terumbu

karang.

4) Laut berwarna merah, merak kecoklatan, hijau, hijau-kuning, oranye atau putih keruh, mengindikasikan terjadinya blooming fitoplankton atau red tide. Pada peristiwa itu, terjadi penigkatan jumlah fitoplankton dalam jumlah besar dalam waktu yang cepat.

Gambar 19. Warna laut yang memberikan indikasi tentang perbedaan kedalaman (19A-Foto kiri, Pantai Bosnik, Biak September 2002), dan juga perbedaan kandungan muatan suspensi (19B-Foto kanan, Pantai utara Pulau Seram bagian timur, difoto dari udara, September 2002).

Pada teknologi penginderaan jauh, intensitas warna air laut yang terekam dipakai sebagai dasar untuk melakukan analisis dan interpretasi, seperti kondisi temperatur perairan laut, kondisi lingkungan laut, kedalaman perairan, penyebaran kekeruhan, dan berbagai fenomena lain.

3.4. KOMPOSISI KIMIA AIR LAUT

Komposisi kimia air laut secara umum dapat dikelompokkan menjadi: (1) unsur-unsur inorganik terlarut (dissolved inorganic matter), (2) unsur-unsur-unsur-unsur organik terlarut (dissolved organik matter), dan (3) gas-gas terlarut (dissolved gases). Variasi komposis kimia air laut dar satu tempat ke tempat lain tergantung pada kondisi lingkungan lokal, seperti kelimpahan biota, kehadiran muara sungai, dan berbagai kondisi geologi dan meteorologi.

3.4.1. Unsur-unsur Inorganik Terlarut

Menurut beratnya, air laut terdiri dari sekiar 96,5% air murni dan sekitar 3,5% (atau 35‰) unsur inorganik terlarut. Sebagian besar unsur-unsur kimia yang sekarang diketahui, dijumpai di dalam aiur laut (Gambar 20). Unsur-unsur inorganik tersebut dapat dikelompokkan menjadi tiga kelompok, yaitu:

1) Unsur Mayor, yaitu unsur-unsur yang jumlahnya lebih besar dari 100 ppm (part per million) atau 100 mg per liter. Unsur-unsur tersebut adalah Klor (Cl: 19.353 ppm); Sodium atau Natrium (Na: 10.760 ppm); Belerang atau Sulfur dalam bentuk Sulfat (SO4

2-: 2.712 ppm); Magnesium (Mg2-: 1.294 ppm); Kalsium (Ca2-: 412 ppm); dan Potasium atau Kalium (K: 387 ppm).

2) Unsur Minor, yaitu unsur-unsur yang konsentrasinya lebih dari 1 ppm tetapi kurang dari 100 ppm. Unsur-unsur tersebut adalah Brom (Br: 65 ppm); Karbon (C: 28 ppm); Stronsium (Sr: 8 ppm); Boron (B: 4,6 ppm); Silikon (Si: 3 ppm); dan Fluor (F: 1 ppm). 3) Unsur Jejak (Trace Elements), yaitu unsur-unsur yang konsentrasinya kurang dari 1

ppm. Beberapa unsur jejak yang utama adalah Nitrogen (N: 0,5 ppm); Litium (Li: 0,17 ppm); Rubidium (Rb: 0,12 ppm); Fosfor (P: 0,07 ppm); Iodium (I: 0,06 ppm); Besi atau

Ferum (Fe: 0,01 ppm); Seng (Zn: 0,01 ppm); Molibdenum (Mo: 0,01 ppm). Selain itu terdapat setidaknya 52 unsur yang dijumpai dengan konsentrasi lebih kecil.

Gambar 20. Susunan berkala unsur. Unsur-unsur yang tidak di dalam tanda ―kurung‖, dijumpai di air laut. Dikutip dari Ingmanson dan Wallace (1973).

Sebagian besar unsur-unsur terlarut di dalam air laut dijumpai dalam bentuk ion. Garam-garam laut terdiri terutama dari beberapa unsur mayor yang dijumpai dalam berbagai bentuk variasi kombinasi. Sebagian besar ion-ion garam-garam laut dihasilkan dari senyawa-senyawa berikut: Sodium klorida atau Natrium klorida (NaCl); Magnesium klorida (MgCl2);

Magnesium sulfat (MgSO4); Kalsium sulfat (CaSO4); Potasium sulfat atau Kalium sulfat

(K2SO4); Magnesium bromida (MgBr2); Kalsium karbonat (CaCO3); Sodium sulfat atau

Natrium sulfat (NaSO4); dan Potasium klorida atau Kalium klorida (KCl).

3.4.2. Unsur-unsur Organik Terlarut dan Nutrien

Kehadiran unsur-unsur organik di dalam air laut jumlahnya relatif sedikit, dan biasanya hadir dalam jumlah yang bervariasi antara 0 – 6 mg per liter. Sumber dari unsur-unsur organik adalah dari ekresi organisme dan hancuran dari organisme yang mati. Unsur-unsur yang termasuk ke dalam Unsur-unsur-Unsur-unsur organik terlarut (dissolved organic matters – DOM) adalah nitrogen (N) dan fosfor (P) yang secara kimiawi membentuk senyawa organik dan bahkan teroksidasi, atau kadang-kadangn oleh bakteri, terubah menjadi nitrat (NO3-) dan

fosfat (PO4

3_{-). Nitrogen dan fosfos adalah dua unsur yang dibutuhkan oleh tumbuhan}

untuk membentuk unsur-unsur organik, karena itu, keduanya disebut sebagai nutrien (nutrient). Di laut, konsentrasi nitrogen dan fosfat relatif kecil. Akibatnya, penyebarannya di dalam air laut dikontrol oleh proses kimia yang berlangsung secara biologis (biologically mediated redox processes) yang juga mengontrol siklus biogeokimia unsur organik. Dengan demikian, nitrogen dan fosfor disebut sebagai biolimiting elements. Sebagai pembanding, unsur karbon dan sulfur lebih banyak dijumpai di dalam air laut. Distribusinya dipengaruhi oleh proses-proses fisika dan biogeokimia. Karena proses biologis memiliki pengaruh yang kecil terhadap distribusinya di laut, maka keduanya disebut sebagai biointermediate elements. Selain nitrat dan fosfat, senyawa-senyawa organik terlarut lainnya di dalam air laut